感潮河道の地形特性が塩水遡上に及ぼす影響

(1)

平成 28 年度修士論文

感潮河道の地形特性が塩水遡上に及ぼす影響に関する三次元シミュレーション解析

首都大学東京大学院都市環境科学研究科都市基盤環境学域環境水理学研究室

松村健史

指導教授准教授横山勝英

(2)

1 第一章序論

１－１研究背景

沖積河川の感潮域では，河川水と海水が混じり合うことで塩分の混合型が変化し，潮汐変動に伴って塩分が時間的・空間的（縦断二次元的）に変動する．河川水と海水の混合形態は，河川の地形や流況及び潮位によって変化し，弱混合型，緩混合型，強混合型に分類される．弱混合型では，淡水と塩水の混合が弱く，密度の小さい淡水が密度の大きい塩水の上を滑るように流下し，その間には塩分躍層が現れる．強混合型では，淡水と塩水が十分に混合されて，塩分は鉛直方向に一様になる．緩混合型は二つの中間的な混合形態である．（楠田，山本，2008）

沖積河川では，出水時に砂礫分を主体とした土砂の堆積により，流路変動を繰り返して網目状の河道が形成される．その下流の感潮域では，河道沿いに砂分が堆積し，背後の低地にはシルトと粘土が堆積して，S 字状の自然堤防が形成される．このように沖積河川の感潮域では，平面形状が複雑になるのが一般的であるため，塩水遡上は平面的にも分布をもつと考えられる．また河道の湾曲部では二次流が発達することで横断方向への土砂輸送が起こり，砂州が形成される．

沖積平野は人口が集積して高度に利用されており，河道の治水・利水を考えることが重要となるが，先に述べたように塩水遡上は三次元的な分布をもつため，淡水取水地点の検討などには慎重さが必要となる．また，治水上は河道地形を単純化した方が洪水疎通能力を確保しやすい．しかし感潮域には，汽水性の生物や淡水域と海域を往復する生物も多く，生態系は塩分や地形の微妙な勾配に適応して生息しているので，要因の複雑さは重要な指標である．したがって，感潮河道の治水・利水・環境管理を進める上では，

塩水遡上の三次元的な特性を把握することが必要である．

これまで，現地観測に基づく研究として，例えば，鈴木・石川（1999）は，多項目水質計と曳航式超音波ドップラー流速計を用いて，利根川の縦断的な塩水遡上の特徴を捉えている．しかし，塩水遡上の三次元的な状況を捉えるには，観測を高密度に実施する必要があり，実際にはかなり困難を伴う．そのため，近年では三次元シミュレーションを用いた検討も行われている．例えば，中村・石川（2010）は，北上川においてシミュレーションを構築しているが，対象河川は河道形状が比較的単純であり，かつ塩水遡上は弱混合～緩混合である．さらに多様な状況を予測するには，河道形状が蛇行や分岐合流を有し，塩水遡上が強混合から弱混合まで変化する場に対応したシミュレーション技術が必要となる．

(5)

2

そこで本研究では，河口干潟，分岐・合流，導流堤を有する筑後川感潮河道を対象として，複雑形状を合理的に計算できる三次元流体シミュレーターを構築した．構築されたモデルを用いて，塩水遡上および分岐合流部の流動の解析を行い，感潮域の地形特性が塩水遡上に及ぼす影響に関して考察した．

(6)

3

１－２既往の研究

感潮域の塩水遡上と流動について，これまでに現地観測や数値計算に基づいた研究が行われている．

1-2-1

では現地観測に基づいた研究を，

1-2-2

では数値計算に基づいた研究について示す．

１－２－１現地観測に基づいた研究

鈴木・石川（1999）は，利根川河口域の貧酸素水塊が形成される過程を捉えるため，

多目的水質計と曳航式超音波流速計を用いて，塩分と流速の縦断分布を数度にわたって観測を行った．その結果，いずれの観測日においても塩水と淡水の二層状態がかなり明確に形成されており，流速は上げ潮になると，上流部で順流，下流部で逆流となり，中流部では二層流になっていることを示した．

SOLTANIASL

ら（2012）は，太田川河口域を対象として，太田川と旧太田川の分岐部

で流量観測を行い，短期及び長期間における塩分と流量の時系列変動を解析した．その結果，大潮の上げ潮では，太田川を遡上した塩水が旧太田川に流入することで，旧太田川の塩分と水位の変動に時間差が生じることを示した．また，川岸に沿った風が感潮域の混合を促進させる上で重要な要素である可能性を示唆した．Kawanishi（2004）は，同河川において大潮期の乱流鉛直分布を検討し，上げ潮または下げ潮初期では鉛直一様に十分混合されているが，下げ潮後期では河床付近の流速が弱く，鉛直方向に混合の偏りが生じることを示した．

橋本ら（2004）は，長良川では冬季の大潮時に緩混合型，小潮時には弱混合型になることを示した．原田ら（2012）は，二河川（役勝川，住用川）の海水遡上特性の違いについて，現地観測に基づいた考察を行った．その結果，役勝川では強混合型，住用川では弱混合型となり，同一内湾に接続する二河川で海水遡上形態が異なることを明らかにした．また役勝川の海水遡上量は住用川に比べ顕著に大きく，この差は塩水侵入形態の差に相当することが示唆された．これらの要因として，住用川の河口マウンドが海水遡上を阻害していることを挙げている．

筑後川においても以下の現地観測が行われている．横山・宮崎ら（2008）は，筑後川感潮河道および河口干潟において，一潮汐間の流速，塩分等の鉛直分布に関する広域観測を実施した．その結果，塩水遡上形態は強混合型であり，流量は潮汐流の影響により逆流が卓越していることを示した．また残差流量は支川では本川とは逆の傾向を示す，

もしくは順流量が非常に少ない可能性があるとした．しかし，観測値は流心の

1

点で計測されたものを使っているため，その精度は高いとはいえない．

(7)

4

横山・大村ら（2011）は，感潮域上流部の塩分濃度は

1～3 psu

を示すが，海域の干満差が

2 m

以下になる長潮･若潮期には弱混合型の塩水遡上が発生して感潮域上流部の塩

分濃度が

15 psu

以上に急上昇し，その後大潮に向かって強混合型に徐々に変化してゆく

ことを示した．このように筑後川では基本的には強混合型であるが，小潮時に弱混合型へと変化する．

横山・金子ら（2011）は，筑後川感潮域の湾曲部横断面において，曳航式超音波ドップラー流速計を用いて流速観測を行い，上げ潮時に二次流の発生を確認した．また，松村・横山（2016）は同河川の分岐合流部にて，横断流速観測を行い，上げ潮時に二次流の発生を確認している．

以上のように，河川感潮域における塩水遡上，流動に関する様々な研究が現地観測に基づいて行われているが，縦断面や横断面での検討がほとんどであり，平面分布についての検討はされていない．また，塩水遡上の三次元的な状況を捉えるには，上記のような観測を高度に実施する必要があり，実際にはかなりの困難を伴う．

１－２－２数値計算に基づいた研究

一次元シミュレーションを用いた塩水運動の解析として，古本ら（1996）は，強混合型感潮河川である菊池川を対象に，一次元分散シミュレーションを適用し，塩分分布を比較的良く再現した．また，横山ら（2011）は，筑後川で塩分に関する一次元分散シミュレーションを行い，中潮・大潮や平均水位差の高い小潮では強混合型の塩水遡上をよく再現した．強混合型でかつ形状が比較的単純な河川であれば，一次計算でも良好な再現性は示せるが，塩水と淡水が成層化する場合，水深方向の塩分濃度変化を考慮した数値解析が必要であると考えられる．

そのため，鉛直二次元シミュレーションを用いた研究が進められており，鈴木・石川

（1999）は，利根川河口堰下流部を対象に，塩水楔の流動を鉛直二次元

ｋ

－ε乱流モデルによって計算した．その結果，計算で求めた流速分布のパターンと観測結果はよく一致していたが，計算結果では流量の絶対値が全体的に小さくなっていた．この要因として，計算手法自体が完全でないことと，横断面平均値を求めていることを挙げている．

また，工藤ら（2001）は，相模原感潮域において塩水流動解析を行い，塩水流動特性とともに，潮位変動に伴う混合型の形態変化についても比較的よく再現した．さらに詳細な検討が必要な場合は三次元計算を行う必要があるが，概略的検討を行う場合には，鉛直二次元モデルも有用であると述べている．名倉ら（2010）は，米代川を対象に，冬季日本海側河川の塩水侵入現象の解析を行った．その結果，川幅が閉塞することでは，河川流量を流下させるために流速が早くなり，海域からの塩水侵入が難しくなることを示

(8)

5

唆した．

以上のように，一次元シミュレーションや二次元鉛直シミュレーションを用いた研究が多く行われているが，平面形状が複雑になれば横断方向も考慮した解析が必要となる．

塩水遡上の三次元的な状況を把握するために，三次元シミュレーションを用いた検討が必要となる．

中村・石川（2010）は，CIP-Soroban法に基づく鉛直

2

次元密度流解析モデルを基礎とし，汽水域の解析に適した

3

次元

Soroban

格子の構成方法を報告した．宮城県新北上川に適用し，現地観測データと比較した結果，潮位に伴う後退を繰り返しながら塩水楔が遡上する様子を概ね再現できていることを確認した．しかし，上流塩分が低めに見積もられており，塩分躍層が計算結果に比べて多少滑らかになるなど，観測結果との差異が認められた．この要因として，水平方向の格子幅が粗すぎたことや，上流端からの淡水流入を鉛直方向一様に仮定したことを挙げている．

新谷・中山（2013）は，網走川河口域の塩水遡上現象をオブジェクト指向型環境流体

モデル

Fantom3D

で数値的に計算した．観測結果と比較した結果，塩分上昇・下降のタ

イミングや塩分の増減傾向は適切に再現していることを確認し，河道内で淡水と塩水の混合形態が変化する様子を捉えた．また，蛇行部における二次流の発生を再現し，既往の研究と定性的に良い一致を得た．

許ら（2012）は，三次元

CIP-Soroban

流体モデルを利根川感潮域に適用して，塩分及び流速の縦断分布観測と比較検証を行った．塩分については，混合形態は弱混合型であり，大潮から小潮にかけて塩水楔が伸張し堰直下まで侵入するなど，潮汐の違いによる変化をよく再現できている．流速については，上げ潮時では底層の塩水層で逆流を生じ，

表層淡水層の順流と二層流を形成することなど現地観測の特徴をよく再現していることを確認した．

以上のように，近年では三次元シミュレーションを用いた検討も行われているが，形状が比較的単純な河道において，かつ弱混合～緩混合型の塩水遡上を対象としており，

研究が十分に進んでいるとはいえない．さらに多様な状況を予測するには，河道形状が蛇行や分岐合流を有し，塩水遡上が強混合から弱混合まで変化する場に対応したシミュレーション技術が必要となる．

(9)

6

１－３本文の構成

以上の背景のもと，本研究では，河口干潟，分岐・合流，導流堤を有する筑後川感潮河道を対象として，複雑形状を合理的に計算できる三次元流体シミュレーターを構築し，

塩水遡上および分岐合流部の流動の解析を行った．同河川については，既に金子ら（2016）

が準三次元モデルにより洪水時の土砂移動と河床変動について詳細に解析している．本研究では，塩水密度流の運動を再現することを目的として，三次元モデルの適用を検討した．構築されたモデルを用いて，分岐・合流を含む感潮域の時空間的な塩分分布と流動の変化に関して考察した．第一章は「序論」であり，本研究の背景・目的について示す．

第二章は「研究方法」であり，研究対象地と数値計算方法，現地観測方法について示す．研究対象地は筑後川感潮域であり，河道は河口

0～6 km

区間および

7～9 km

区間で支川と分岐合流している．また筑後川

0～6 km

には導流堤が設置されている．計算モデルの基礎式は，連続式と

3

次元

Navier-Stokes

式であり，乱流モデルは

GLS

乱流クロージャー，また静水圧近似とした．離散化手法はコロケート格子有限体積法である．

第三章は「三次元シミュレーションの調整と精度検証」である．急勾配地形の適用と初期塩分・水平拡散係数の設定について検討した．精度検証は水位・流速・塩分を観測結果と比較した．

第四章は「本・支川の流動と塩水遡上に関する考察」であり，流本・支川の塩水遡上特性と分岐合流部の流速分布，さらに分岐合流部の流量分配について検討した．

第五章は「結論」であり，本研究を通じて得られて知見についてまとめ，今後の課題を示した．

(10)

7 第二章研究方法

２－１研究対象地

筑後川は九州最大の一級河川である．図 2-1-1に位置図を示す．筑後川の流域面積は

2,860 km

²，幹線流路延長は

143 km

であり，有明海湾奥部に流入する淡水のうち約

7

割を

供給している．河口から沖合

12 km

まで日本一広大な干潟があり，さらに有明海・八代海を経て東シナ海に接続している．有明海の干満差は

6 m

に達し，河口干潟（図 2-1-2）

の面積は約

45 km

²と広大である．そのため生物生産力や浄化能力が高く，エツ，ムツゴロウ，アリアケシラウオといった特産種・準特産種が生息している．

大村ら（2012）は，筑後川において一潮汐間の塩分濃度や懸濁土砂

SS

の変動とエツの漁獲傾向が対応していることから，エツの行動と潮汐の間には関係性があることを示した．このように筑後川では物理現象と生態系が密接な関係にあるが，近年では底質の変化や河川環境の悪化などにより，ほぼすべての特産種・準特産種の個体数は減少傾向にあることが問題視されている（佐藤，2000）．

地点に設置されており，天端高が

T.P. -1 m

となっていて，日常的な塩水遡上が床固めを乗り越えることは少ないようである．導流堤（図 2-1-5）は河口

0 km～6 km

の区間に設置されており，本川は左岸と右岸に二分されている．川の流れを速めることで河口付近での土砂の堆積を防ぎ，航路を維持している役割を果たしており，干潮時にのみ姿を現し，満潮時は水面下に隠れるため，水位変動に応じて流況は変化すると考えられる．

筑後川は，平水流量が

54 m

³

/s

であるのに対し，潮汐流量は大潮時に逆流が

1,650 m

³

/s

となり，淡水流量に比べて潮汐流量が支配的な場所である．（横山ら，2011）

(11)

8 図 2-1-1 筑後川の位置

八代海

東シナ海

14 km

0 km

有明海

-12 km

23 km

早津江川諸富川

筑後川 5 km

0 6 km

17 km

福岡県

(12)

9 図 2-1-2 河口干潟

図 2-1-3 早津江川

早津江川

導流堤

上流下流

流下方向

(13)

10 図 2-1-4 諸富川

図 2-1-5 導流堤

流下方向

上流諸富川下流

(14)

11

２－２三次元流体シミュレーションの方法

ここでは今回使用するモデルの概要について述べる．2-2-1 で三次元流体モデルの概要を，2-2-2で計算格子について示す．

２－２－１モデルの内容

本研究で使用するモデルは，新谷（2017）が開発した

Fantom Refined

を用いた．本シミュレーターでは，支配方程式に現れる各項の役割を独立したパーツ（オブジェクト）

○ 連続式

 0



 



 



z w y v x

u

（2-1）

○ 基礎方程式：3次元

Navier-Storkes

式

 

 







 

 

 







 

 

 







 



 



 

 



 



 



z u z y u y x u x x fv p

z w u y v u x u u t u

V H

H

 



₀



1

_（2-2）

 

 







 

 

 







 

 

 







 



 



 

 



 



 



z v z y v y x v x x fu p

z w v y v v x u v t v

V H

H

 



₀



1

_（2-3）

   

 



  ^ _ ^ ^

 







 

 

 







 

 

 







 



 

 

 



 



 



0 0 0

1 g

z w z y w y

x w x

z p z

w w y v w x u w t w

V H

H

（2-4）



0：参照密度，



₀

 

：密度

)

sin 2 (   

f

：コリオリ係数，



^：緯度，



^：角速度



H：水平方向の渦粘性係数，



_V：鉛直方向の渦粘性係数

○塩分濃度の輸送方程式

 

 



 

 

 



 

 

 



 



 z

Kz C z y Ky C y x Kx C x z w C y v C x u C t C

∂

（2-5）

C

^{：塩分濃度}

K

x，

K

y，

K

z：拡散係数

(16)

13 図 2-2-1 dry-wet の取り扱い

鉛直格子

の区切り

25 cm

Limit depth

5 cm

結合結合

Limit depth

5 cm

分裂分裂

15 cm 鉛直セルの結合

鉛直セルの分裂

(17)

14

２－２－２計算格子

従来の計算格子を扱う研究では，計算領域全体の格子サイズを均一として計算を行うか，計算後に得られた結果を境界条件として細部の計算を行うネスティング（図 2-2-2）

等を利用した構造格子を改良・修正する手法が使われてきた．しかし，構造格子を拡張した多くの局所高解像度化手法（local mesh refinement：LMR）では，その設定方法が複雑であり，適用できる現象が限られる．

の場合，格子サイズは

40 m

と最高解像度になる．この方法を用いて計算グリッドを作成する手順を図 2-2-4に示す．地形データ（図 2-2-4（a））と

X

方向のコンテナ分割データ

（図 2-2-4（b）），Y方向のコンテナ分割データ（図 2-2-4（c））によって，コンテナごとに解像度を変化させた計算グリッド（図 2-2-4（d））を生成することができる．

以上のように，本モデルで使用する

LMR

のメリットは，対象領域の地形データ（最高解像度データ）とコンテナデータ（最低解像度格子）を用意し，高解像度化したい領域のコンテナに分割数を指定することで，柔軟に解像度を調節することが可能になる．

(18)

15 図 2-2-2 ネスティング手法

図 2-2-3 仮想地形（40 m 正方格子）[左]，最低解像度格子（コンテナ）[右]

① 大領域を粗い格子に分けて計算

② 小領域を細かい格子に分けて計算．

粗い格子の計算結果が引き継がれる．

1280 m

（40 m×32セル）

セルコラムコンテナ

(19)

16 図 2-2-4 局所高度解像度化（LMR）の手順

1 16 8

4 32 16

8 16 2

1 16 8

4 32 16

8 16 2

（a）

40 m格子地形

（b）X方向の分割数

（c）Y方向の分割数

（d）計算グリッド

(20)

17

２－３計算に用いる地形データ

本研究の計算領域は筑後川～有明海（沖合約

20 km

まで）である．ここでは本シミュレーターで使用する計算地形の作成について記述する．2-3-1 で有明海及び河口干潟の地形作成，2-3-2で筑後川感潮河道の地形作成，2-3-3で縦断地形の作成について示す．

２－３－１有明海及び河口干潟の地形作成

干潟については平成

15

年に測量された

500～1000 m

間隔の横断測量データ（国土交通省筑後川河川事務所），有明海に関しては，海上保安庁発行の海図（W169，W206）を使用いた．有明海の地形データは，海図に等水深線を引き，スキャナーで読み取って画像データに変換し，ArcGISを用いて等水深線上のデータを取得した．

海図の水深は，最低水面からの深さを表している．多比良港の最低水面が約-2.49（T.P.m）

であることから，海図の水深

z

から海底標高

h

を求めると

z

h   2 . 49 

（2-6）

となる．取得した標高データを，等高線・三次元地形作成ソフトウェアである

Surfer

を用いて，等間隔のグリッドに変換することにより，計算地形を作成した．

２－３－２筑後川感潮河道の地形作成

筑後川感潮河道については，国土交通省筑後川河川事務所により平成

20

年に取得された河口から

23 km

までの

200 m

間隔の横断測量データを使用した．ただし，河口

6～7 km

の分岐合流部と，河口

16.6 km

に接続する支川・広川（図 2-3-1）については独自の測量を行い，河床標高データを取得した．

分岐合流部は，本川と

2

つの支川（上流：諸富川，下流：早津江川）が接続して，非常に複雑な地形となっているため，200 m間隔の横断測量データでは測線間の地形を適切に再現できない．そこで松村（2014）は，2014年

9

月に

100m

間隔の横断測量を行った（図 2-3-2）．

支川・広川については，2016年

10

月に左岸側と右岸側の

2

ラインで縦断測量を行った（図 2-3-3）．

測量は，デジタル音響探知機（Eagle社

FishStrike 2000C）

（図 2-3-4）を用いて行った．この装置では，水深を計測すると同時に，GPSで緯度経度が記録される．観測領域

(21)

18

内では，7.0 km（若津港）と

14.6 km（六五郎橋）にて水資源機構が 1

時間毎に水面標高を計測している．しかし筑後川感潮域では，潮位変動が最大

6 m

にもなり，1時間の水面変動は大きい．そこで，独自で水位を観測し，水資源機構が計測した水面標高を用いて，水位を水面標高に変換した．水位は，水位計（HOBO U20 Water Level Logger）を設置し，10秒間隔で測定した（図 2-3-5）．得られた水深，水面標高，緯度・経度データを

1

秒毎にまとめた．水位を

h，水位計の設置標高を T，水深を D

とし，河床標高

H

を求めると，

D h T

H   

（2-7）

となる．以上より，河床標高データを取得した．

なお，筑後川感潮河道の川幅に対して測線間隔が広いため，

3D

マップソフトで自動的に地形を生成すると，現実的ではない凹凸が発生してしまう．そこで，紙面上に測線上の水深をプロットし，等水深を手作業で結んで，等水深線図を作成し，測量ラインに加えて，等水深上の標高データを取得した．さらに，取得した標高データを，等高線・三次元地形作成ソフトウェアである

Surfer

を用いて，等間隔のグリッドに変換することにより，計算地形を作成した．作成された計算地形について，

図 2-3-6

に筑後川～有明海，

図 2-3-7

に分岐合流部，図 2-3-8に広川の河床標高コンターを示す．

ただし，導流堤の存在する河口

0～6 km

の地形作成については，「２－３－３縦断地形

の作成」で別途説明する．

(22)

19 図 2-3-1 筑後川支川・広川位置図

図 2-3-2 横断測量ライン（分岐合流部）

広川

有明海

筑後川

Yahoo地図を修正

導流堤

5.8 km

7.0 km

諸富川

筑後川早

津江川

測量ライン

（経度）

（緯度）

130

°

21' 18"

33°12' 36"

130

°

21' 36"

25' 12"

33

゜

15' 36"

130

°

25' 48"

33

°

16' 12"

130

°

26' 24" 130

°

27' 00"

Google Mapを修正

バッテリー

GPS

音波探査センサー

モニター，記録器

(24)

21 図 2-3-5 水位計（HOBO U20 Water Level Logger）

(25)

22 図 2-3-6 標高地形コンター図（筑後川～有明海）

0 10 20 30

0 10 20 30 40

(km) (km) (km)

T.P.m

筑後大堰(23 km)

沖合20 km

(26)

23 図 2-3-7 標高地形コンター図（分岐合流部）

上流

下流

諸富川

0.0 km

早津江川

7.0 km

導流堤筑後川

6.5 km

筑後川

7.0 km

筑後川

6.0 km

右

左

-8 -6 -4 -2 0 2 T.P.m

-60300 -60000 -59700 -59400 -59100

23100 23400 23700 24000 24300

(m)

(27)

24 図 2-3-8 標高地形コンター図（広川）

0 500 1000 1500 2000

0 500 1000 1500

(m) (m)

-4

-2

0

2

4 T.P.m

(28)

25

２－３－３縦断地形の作成

本川の河口

0～6 km

には導流堤が設置されている（図 2-3-9）．図 2-3-10には，河口

1.0 km

と河口

4.0 km

の河床横断図を示しており，導流堤を境に左岸側と右岸側で水深が

大きく異なっていることがわかる．このように横断方向で大きく地形が異なり，かつそれが縦断方向に連続しているような河道地形を作成する場合，横断方向の補間だけではなく，縦断方向の補間にも注意する必要がある．

仮に，横断測量データをそのまま用いて，等高線・三次元地形作成ソフトウェアで，

等間隔のグリッドに変換し地形を作成すると，図 2-3-11（a）のようになる．導流堤左岸側水路は横断測量ライン間が過度に深く補間されている．逆に右岸側水路は横断測量ライン間が過度に浅く補間されていることがわかる．

そこで本研究では，

iRIC

（International River Interface Cooperative）ソフトウェアを使用し，河川測量データから格子を作成した．iRICは，「一般財団法人北海道河川財団」が開発した無償の計算ソフトであり，河川の流れ・河床変動解析ソフトウェアである．

iRIC

を用いて，河川測量データを横断・縦断方向に補間することで，縦断方向に滑らかな地形の変化を再現することができる．

ここで，iRICによる格子作成方法について，簡単に述べる．格子作成は，各横断線のほか，河川中心線（各河川横断線の中心点をつないだ曲線），左岸線（各河川横断線の左岸端点をつないだ曲線），右岸線（各河川横断線の右岸端点をつないだ曲線）に分割点を設定して，そこに格子点を配置する．河川測量データは

200 m

間隔の横断測量データ（H20）

を用いた．また，格子サイズが

20 m×20 m

以下になるよう分割数を設定した．

生成された格子データ（XYZデータ）を，等高線・三次元地形作成ソフトウェアであ

る

Surfer

を用いて，等間隔のグリッドに変換することにより，計算地形を作成した．ま

た，導流堤頂部の標高は

T.P.0 m

であるため，それを手作業で修正した．

上記の方法より作成した計算地形を図 2-3-11（b）に示す．iRICを用いずに作成した計算地形（図 2-3-11（a））と比較してみると，

iRIC

を用いることで縦断方向に緩やかに変化する河道地形を再現できている．

以上より，導流堤が設置されている筑後川河道

0 km～6 km

については，iRICを併用した方法で，横断測量データを横断・縦断方向に補間をし，生成された格子データを用いて計算地形を作成した．

(29)

26 図 2-3-9 導流堤位置図

図 2-3-10 横断河床図（H20 測量結果）

0 km

有明海

筑後川 5 km

0 6 km

導流堤

4.0 km

1.0 km

0 100

200 300

400 500

-5 0 5

標高

(T .P .m)

左岸からの距離（

m）

4.0 km

河床横断図

0 100

200 300

400 500

600 700

800 -5

0 5

標高

(T .P .m)

m）

1.0 km

河床横断図

左岸右岸

導流堤導流堤

(30)

27 図 2-3-11 計算地形平面河床コンター図

-6 -5 -4 -3 -2 -1 0 1 2 T.P.m

2.0 km 3.0 km

4.0 km

1.0 km

2.0 km 3.0 km

4.0 km

1.0 km

横断測量ライン

（b） iRICを用いて，縦断方向に補間をし作成した計算地形

（a）横断測量データをそのまま用いて

作成した計算地形

(31)

28

２－４格子サイズの設定

ここでは，計算地形の格子サイズの設定について記述する．

水平方向については，田井ら（2010）は，有明海および八代海で，格子サイズを一辺

10

秒（東西方向：約

250 m，南北方向：約 310 m）として，東西・南北をそれぞれ約 80

分割している．また天野ら（2012）は，川幅が

400～500 m

の菊池川河口部で

50 m

格子を採用して，川幅方向を

8～10

分割している．鉛直方向については，梶原ら（2005）は，

有明海で平均水深

30 m

まで，格子サイズを

1 m～5 m

と変化させている．また，李ら（2013）

は，有明海において鉛直方向を

40

層に分割し，格子幅は水深

5 m

までを

25 cm

の等間隔とし，それ以深を不等間隔としている．

筑後川の川幅は，河口で

1.5 km

程度あるが，

7 km～8 km

の区間では

100 m

程度と，大きく変化する．本モデルの利点は，高解像度化したいコンテナとその解像度を指定・編集するだけで，柔軟に

LMR

を調整できるところにある．そこで，川幅方向を平均的に

10

分割し，細部検討が必要な箇所では

20

分割，最小でも

5

分割になるように，河道内の大部分を

20 m

正方格子とし，地形が比較的単純な領域と澪筋の続く干潟は

40 m

とした．海域では，河口干潟から大浦港までを

40 m～320 m

と変化させ，更に沖側開境界付

近では

1280 m

の正方格子を用いた．また，沖側付近の計算地形は横断方向に水深一定と

し，境界をまたいで生じる可能性のある水平循環渦の発生を抑制した．水平方向の格子サイズ分割を図 2-4-1に示し，作成した地形データを図 2-4-2に示す．

鉛直方向に関して，筑後川は潮汐変動が

5～6 m

であり，干潟もあるため，鉛直的に地形変化が激しい河川である．そこで，鉛直格子は，水深

10 m

以浅で

dz=0.25 m，水深 10

～15 mは

dz=1.0 m，水深 15 m

以深は

dz=2.0～2.5 m

と変化させ，全

53

層の非一様格子とした（図 2-4-3）．満潮時の総格子数は約

1,284,000

セルである．

(32)

29 図 2-4-1 水平方向の格子サイズ分割

(経度) (緯度)

40 m格子

20 m格子

40 m格子

160 m格子

320 m格子

640 m格子 1280 m格子

130.2 130.3 130.4

33.0 33.1 33.2 33.3

0 5 10 km

(33)

30 図 2-4-2（a） 18 km 地点～23 km 地点（筑後大堰）

40 m格子

-15 -12 -9 -6 -3 0 3

標高（

T.P.m

）

(34)

31 図 2-4-2（b） 15 km 地点～19 km 地点（広川接続部，底固め堰）

40 m格子

20 m格子

40 m格子

-15 -12 -9 -6 -3 0 3

標高（

T.P.m）

(35)

32 図 2-4-2（c） 9 km 地点～15 km 地点

-15 -12 -9 -6 -3 0 3

標高（

T.P.m）

20 m

格子

(36)

33 図 2-4-2（d） 5.6 km 地点～9 km 地点（分岐合流部）

-15 -12 -9 -6 -3 0 3

標高（

T.P.m

）

20 m格子

(37)

34 図 2-4-2（e） 0 km～6 km 地点（早津江川分岐部）

-15 -12 -9 -6 -3 0 3

標高（

T.P.m

）

20 m

格子

(38)

35 図 2-4-2（f）筑後川河口干潟

-15 -12 -9 -6 -3 0 3

標高（

T.P.m）

40 m

格子

20 m

格子

(39)

36 図 2-4-2（g）有明海

-15 -12 -9 -6 -3 0 3

標高（

T.P.m

）

160 m格子

320 m格子

640 m格子

1280 m格子

(40)

37 図 2-4-3 鉛直方向の格子サイズ

0.25 m 5.0 m

1.0 m -7.5 m

4 m

標高

-13.5 m

-15.5 m

2.0 m

-18 m

2.5 m

-23 m

5.0 m

-33 m

-53 m

10.0 m

-93 m

20.0 m

-163 m

海底

30.0 m

40.0 m -123 m

満潮位

干潮位

-7.5-7 -6.5-6 -5.5-5 -4.5-4 -3.5-3 -2.5-2 -1.5-1 -0.50.51.52.53.501234

標高 ( T . P . m )

-25 -24 -23 -22 -21 -20 -19 -18 -17 -16 -15 -14 -13 -12 -11 -10 -9 -8 -7 -6 -5 -4 -3 -2 -1 0 1 2 3 4

標高 ( T . P . m )

-25 -24 -23 -22 -21 -20 -19 -18 -17 -16 -15 -14 -13 -12 -11 -10 -9 -8 -7 -6 -5 -4 -3 -2 -1 0 1 2 3 4

標高 ( T . P . m )

河口からの距離 (km)

-18 -15 -12 -9

-24 -20 -16 -12 -8 -4 0 4

標高 ( T . P . m )

-20 -15 -10

標高

4.0 m

-7.5 m

-12.5 m -14.5 m

0.25m

2.5m 1.0m

2.0m

dz

満潮位

干潮位

-17.0 m 3.0 m

-2.0 m

5.0 m

(41)

38

24:00

の

2

日間が検証期間である．

上流端境界は筑後大堰（23 km）であり，河川流量と塩分

0

を

1

時間間隔で与えた．河

川流量は

25.5 km

にある瀬の下で観測された時間流量を用いた．下流端境界は沖合

20 km

の断面

A（図 2-5-1）であり，大浦港実測潮位と一定塩分（31.7）を鉛直一様に与えた．

下流端境界から与えた塩分は，

9

月

23

日の満潮時に観測された沖合

12 km

の最底層塩分を参考に設定した．また，沖側境界に接する計算格子には，水平方向に人工粘性（10.0 m²

/s）

を与え，境界をまたいで生じる可能性のある水平循環渦の発生を抑制した．底面摩擦係

数は

Cd=0.0026

とした．計算期間の境界条件として河川流量を図 2-5-2に，潮位を図 2-5-3

に示す．

入力条件としての気象は，佐賀気象台で毎時計測された観測データ（風速・風向，気温，湿度，短波放射，大気圧，降水量，雲量）を使用した（図 2-5-4）．雲量は長波の方程式に用いた．

計算領域の初期値として，水温は

25.0

℃で一様とした．塩分は大潮期に強混合型になることから，横山らの調査結果を参考に，満潮時の塩分分布を水平方向に与え，水深方向には一様とした．

(42)

39 図 2-5-1 設定境界の位置

図 2-5-2 河川流量データ

図 2-5-3 大浦港潮位データ

大浦港

130.2 130.3 130.4

33.0 33.1 33.2 33.3

（緯度）

（経度）

筑後大堰

(23 km)

沖合20 km

助走期間検証期間

0 100 200 300

河川流量

( m

3

/s)

9/26 9/23

9/20

助走期間検証期間

-3 -2 -1 0 1 2 3 4

潮位

( T .P .m )

9/26 9/23

9/20

(43)

40 図 2-5-4（a）風速データ

図 2-5-4（b）風向データ

図 2-5-4（c）気温データ

図 2-5-4（d）湿度データ 0

2 4 6 8

風速

( m/ s)

9/21 9/22 9/23 9/24 9/25

0 90 180 270 360

風向

(

度

)

9/21 9/22 9/23 9/24 9/25

北

北南東西

15 20 25 30

気温

(

℃

)

9/21 9/22 9/23 9/24 9/25

0 20 40 60 80 100

湿度

( % )

9/21 9/22 9/23 9/24 9/25

(44)

41 図 2-5-4（e）短波放射データ

図 2-5-4（f）大気圧データ

図 2-5-4（g）雨量データ

図 2-5-4（h）雲量データ 0

降雨なし

0 2 4 6 8 10

雲量

9/21 9/22 9/23 9/24 9/25

(45)

42

２－６精度検証用データの取得

計算結果の精度検証に必要な実測データ（水位，塩分，流速）については，2002年

9

月

23

日～9月

24

日に行われた塩分・流動調査結果（横山ら，2008）を用いた．観測地点を図 2-6-1に示す．塩分は移動観測によって測定された．観測範囲は筑後川

16.0 km

地点～沖合

12.0 km

である．移動観測では，作業船に

D-GPS

と多目的水質計（アレック

電子

ACL208-DK）を搭載し，約 1.5 km

ごとに設定した観測点において塩分の鉛直分布

を計測した．作業船は

3

班を編制し，それぞれが

8～10 km

区間を分担して，高速移動しながら

1

セットを

45

分以内に

7

地点，各日の日中に

1.5

時間間隔で

8

セットの計測を行った．流速は河口から

6.5 km

地点において，North製

Aquadopp

を河床最深部に設置し，

鉛直分布を計測した．また，水位は

3

地点（沖合

7.5 km，河口から 1 km，16 km）にお

いて，水位計を用いて計測した．

(46)

43 図 2-6-1 水位・塩分・流速の観測地点

有明海

-12 km

筑後大堰

早津江川筑後川

5 km

0

広川

16 km

6.5 km

0 km

-7.5 km

130゜ 15′ 130゜ 20′ 130゜ 25′ 130゜ 30′

33゜05′

33゜ 10′

33゜ 15′

水質観測点

水位・流速観測点水質・水位観測点

(47)

44 第三章三次元シミュレーションの調節と精度検証

ここでは，本モデルを河口干潟，分岐合流，導流堤を有する筑後川感潮河道に適用するための検討を行う．3-1では，三次元シミュレーションの調節として，急勾配地形適用に関する検討（3-1-1）と初期塩分・水平拡散係数の設定（3-1-2）について記述した．

3-2

では，シミュレーションの精度検証として，水位・流速・塩分の実測値と比較し，

計算の再現性について検討した．

３－１三次元シミュレーションの調整

３－１－１急勾配地形適用に関する検討

17.3 km

地点の床固め堰（図 3-1-1）については，堰形状をそのまま適用すると干潮時

に射流が発生したり，段落ち部で水流が連続しなくなり計算が停止するため，急勾配地形を緩勾配に修正した．ここで，修正地形サンプル

2

つ（sample-A，sample-B）を取り上げ，急勾配地形適用に関する検討を行う．

sample-A

の堰形状は中央最深部（澪筋）1セルを

T.P.-0.6 m

とし，川岸方向に

0.2 m

ず

つ河床が高くなるよう設定した．これは流量を澪筋に集中させ，段落ち部での水流の連続性を確保するためである．また，射流の発生を抑えるため，底固め堰の位置を

100 m

上流（17.4 km）に移動させ，約

200 m

下流まで

20 cm

ずつ水深を深くし，縦断勾配を緩やかに設定した．ただし，このときに横断方向の台形形状が保たれるよう注意した．上流方向についても，17.6 km横断測量ラインを参考に徐々に水深を深くした．sample-A の河床コンターと，堰の断面形状，また

17.0～17.8 km

の縦断河床形状については図 3-1-2

（a）～（c）に示す．

sample-A

を検証した結果，干潮時の射流の発生を抑えることができた．しかし，下げ

潮時に水流が段落ち部で途切れてしまい，連続する流れの再現できなかった．これは下げ潮時の水面勾配よりも，河床の縦断勾配が大きいことが原因として考えられる．そのため，sample-Bでは底固め堰の位置を更に

200 m

上流（17.6 km）に移動させ，約

400 m

下流まで

10 cm

ずつ水深を深くし，さらに縦断勾配を緩やかになるよう設定した．さら

に堰の断面形状については，澪筋セルを横断方向に

2

セルに増やし，澪筋と横断方向隣接セルの標高差を約

50 cm

設けることで，流量が澪筋に集中するようにした．また，上

流は

17.6 km

横断測量ラインを参考に徐々に水深を深くした．sample-Bの河床コンター

(48)

45

と，堰の断面形状，また

17.0～17.8 km

の縦断河床形状については図 3-1-3（a）～（c）

に示す．

sample-B

を検証した結果，下げ潮時に水流が途切れることなく，下流に淡水が供給さ

れていることを確認した．また，本研究の検証期間には堰上流での水位実測値がなかったため，実測値の存在する

2010

年

9

月

11

日～9月

12

日（大潮）において，21 km地点

（図 3-1-1）の水位で精度検証を行った．水位変動の実測値と計算値を図 3-1-4に示す．

精度検証の結果，計算結果は，上げ潮と下げ潮で水面変動が非対称になる実測の傾向を再現できており，干潮時の水面標高も実測と同じく約

T.P.0.1 m

となっている．

以上より，sample-Bは下流に河川流量を供給する堰を適切に再現できているため，これを計算地形に適用した．また，このような修正は，堰近傍の局所的な流動構造を変えるが，広域的な塩水遡上の状態に大きな影響を与えることはないと判断した．

図 3-1-1 17.3km 底固め堰位置図・航空写真

-65000 -60000 -55000 -50000

15000 20000 25000 30000 35000

X

座標（

m

）

Y座標（m）

※ 写真は干潮時に撮影されたのものである

17.3 km

21.0 km

(49)

46 図 3-1-2（a） sample-A 河床標高図

図 3-1-2（b） sample-A 底固め断面形状（17.4 km）

図 3-1-2（c） sample-A 縦断形状（17.0 km～17.8 km）

17.3 km

17.0 km

17.4 km

17.6 km

底固め堰

頂部

-8 -6 -4 -2 0 T.P.m

澪筋縦断ライン

0 50

100 150

200 250

300 350

-2 400 -1

0 1 2 3 4

標高

(T .P .m)

m

）

17 17.1 17.2 17.3 17.4 17.5 17.6 17.7 17.8

-10 -5 0

標高

(T .P .m )

河口からの距離（

km

）

(50)

47 図 3-1-3（a） sample-B 河床標高図

図 3-1-3（b） sample-B 底固め断面形状（17.6 km）

図 3-1-3（c） sample-B 縦断形状（17.0 km～17.8 km）

17.3 km

17.0 km

17.6 km

17.8 km

底固め堰

頂部

-8 -6 -4 -2 0 T.P.m

澪筋縦断ライン

0 50

100 150

200 250

300 350

-2 400 -1

0 1 2 3 4

標高

(T .P .m)

m

）

17 17.1 17.2 17.3 17.4 17.5 17.6 17.7 17.8

-10 -5 0

標高

(T .P .m)

河口からの距離（

km

）

(51)

48 図 3-1-4 sample-B 水位精度検証（21.0 km）

-1 0 1 2 3 4

標高

(T .P .m)

9/11 0:00 12:00 9/12 0:00 12:00 9/13 0:00

実測値　計算値

(52)

49

３－１－２初期塩分・水平乱流拡散係数の設定

初期塩分の設定方法として，新谷・中山（2013）は網走川を海域塩分で満たして計算を開始した．網走川は上流に汽水湖が連結されている．汽水湖に塩水が吸収されるため，

安定した塩分分布が形成される．しかし，筑後川には上流部に汽水湖が存在しないため，

この方法を用いると河道内上流に塩分が滞留してしまう可能性がある．一方で，Wang ら（2009）は，実測に基づいて感潮河道の初期塩分分布を設定し，塩分を精度良く再現した．そこで本研究では，2002年

9

月

23

日満潮時に観測された塩分を参考に，初期塩分分布を水平方向に与えた．また，本研究の計算期間は大潮であり，筑後川は塩水遡上が強混合型になるため，塩分は鉛直一様に設定した．初期塩分の平面分布を図 3-1-5に示す．この計算ケースを

Case1

とする．

Case1

の計算を行い，水位と塩分を実測値と比較し，精度検証を行った．水位は河口

から

0 km

と

16 km

の

2

地点で検証し，塩分は縦断分布にて検証を行った．

図 3-1-6

に水

位の結果を，図 3-1-7に塩分の結果を示す．水位についてみると，0 km地点では水面変動は正弦波に近く，16 km地点では下げ潮の水面変動が非対称であり，干潮となる時間

は

0 km

と

16 km

で

2

時間ほど異なる．このような実測の特徴を計算でも再現できている

ため，本計算は水面変動を良好に再現できているといえる．しかし，塩分については実測と計算で大きく異なる結果となった．満潮時には塩分

26

以上の塩水が，実測に比べ，

より上流に遡上しており，干潮時には塩分

6~16

の塩水が河道内に残留している．この原因について以下で検討する．

計算開始

3

時間後の干潮時塩分分布（図 3-1-8）をみると，すでに河道内に塩分が残留していることがわかる．この原因の

1

つとして，初期塩分の設定方法に問題があったと考えられる．本シミュレーターは満潮時の海水位を初期水位として，全領域に一定の水位を与えているが，実測値では，海水位（大浦港潮位）が満潮になるとき，感潮河道上流部はまだ満潮位に達しておらず，この時点で感潮河道の水位の方が約

0.3 m

高い（図

3-1-9）

．また，その

30

分後，感潮河道の水位も満潮に達するが，すでに海水位は低下し始めているため，水位差は

0.5 m

に拡大する．このように，実際には水面勾配がある状態に対して，本計算は全領域一定の水位で計算を開始しているため，初期状態として満潮時の塩分分布を与えると，感潮河道上流部の淡水量が少なく見積もられて，下げ潮時に河道内の塩分を海域に十分押し戻せない可能性がある．

また，水平方向の拡散係を

0.0 m

²

/s

と設定したことも原因の

1

つとして考えられる．

図 3-1-10

には，上げ潮時の表層塩分の平面分布を示した．有明海から供給された塩水は筑後川河道内へ浸入しているが，その塩水遡上の先端形状は鋭く，横断方向へはほとん

(53)

50

ど拡散していない．そのため，高濃度の塩水が過剰に河道内へと浸入した可能性が考えられる．以上より，初期塩分と水平乱流拡散係数の設定について検討した．

初期塩分については，満潮時の塩分分布を参考にしつつ，実際には水面勾配がある状態に対して，本計算は初期に水面を水平にセットしているので，それに見合うよう河道内の初期塩分（塩分量）を調節している．例えば，河口

0 km

の塩分を

28

から

25

まで引き下げている．調節後の初期塩分の平面分布を図 3-1-11に示す．

ケースを用意した．

初期塩分分布

2

ケースと水平乱流拡散係数

4

ケースを組み合わせた計

16

26

の遡上距離が実測値と近くなっている．

1

の位置が上流にあり，塩分が河道内に滞留していることがわかる．

また，初期塩分の影響を確認するため，Case3と

Case7

を比較すると，Case7の塩分

1

は河口から約

5 km

の位置であり，より実測に近い．このことから，初期塩分を調節することで河道内塩分が海域へと流出するようすを，よりよく再現できていることがわかる．

以上，検証の結果，満潮時の塩分分布を参考に初期塩分を調節し，水平乱流拡散係数

を

5.0 m

²

/s

に設定することで，塩水`の遡上・後退運動をよりよく再現できていることが

分かった．そこで，本研究ではこの

Case7

を用いて，塩水遡上および分岐合流部の流動の解析を行い，感潮域の地形特性が塩水遡上に及ぼす影響に関して考察した．

(54)

51 図 3-1-5 初期塩分の平面分布（Case1）

図 3-1-6 水位の計算値と実測値（Case1）

30 20 20

0

10 0 10 20 30

塩分

-2 0 2

4 実測値計算値

T .P .m

-2 0 2 4

0:00 6:00 12:00 18:00 24:00

T .P .m

9

月

23

日

感潮河道の地形特性が塩水遡上に及ぼす影響

平成 28 年度 修 士 論 文